Eff t d t li tEffet de serre et climat

Quelques références sur le Web : http://www.ipcc.ch/ p phttp://www.manicore.com/

Bernard Aumont

1

Bernard Aumontaumont@lisa.u-pec.frwww.lisa.u-pec12.fr/~aumont

La principale source de chaleur

Origine de l’effet de serre

sur terre provient de l’énergie solaire, transmise sous forme de rayonnement. Ce rayonnement est absorbé par la terre etest absorbé par la terre et converti en chaleur à sa surface.

La terre se refroidit en émettant un rayonnement infra rouge (IR)un rayonnement infra rouge (IR) vers l’espace.

La température à la surface dépend de la quantité de p qrayonnement solaire incident, de la réflectivité de la planète (albédo planétaire) et de l’effet de serre de l’atmosphère Certainsserre de l’atmosphère. Certains gaz absorbent en effet le rayonnement IR émis par la terre et le réémettent en direction de la surface (réchauffant ainsi la surface).

Sans l’effet de serre, la

2température moyenne sur terre serait en nettement dessous de 0°C !

Evolution des concentrations des gaz à effet de serre

Les observations montrent uneLes observations montrent une augmentation rapide de la concentration de certains gaz à effet de serre présents dans l’atmosphère (CO2, CH4, CFC, N2O …). Cette augmentation est directement attribuée aux activités anthropiques.

L’augmentation des concentrations des gaz à effet de serre induit un réchauffement de la surface terrestre.

Le réchauffement du système climatique est sans équivoque etclimatique est sans équivoque et, depuis les années 1950,beaucoup de changements observés sont sans précédent depuis des décennies voire des millénaires. L’atmosphère et l’océan se sont réchauffés, la couverture de neige et de glace a diminué le niveau des

3

de glace a diminué, le niveau des mers s’est élevé.

Elévation de température

Anomalies observées de températures moyennesAnomalies observées de températures moyennes en surface, combinant les terres émergées et les océans, de 1850 à 2012, tirées de trois ensembles de données. Les anomalies sont relatives à la moyenne sur la période 1961 1990moyenne sur la période 1961−1990

IPCC 2013La tendance linéaire de la moyenne globale des données de température indique undonnées de température indique un réchauffement de 0,85°C au cours de la période 1880–2012.

Chacune des trois dernières décennies a été successivement plus chaude à la surface de la Terre que toutes les décennies précédentes depuis 1850 Les années 1983 à 2012 constituent1850. Les années 1983 à 2012 constituent probablement la période de 30 ans la plus chaude qu’ait connue l’hémisphère Nord depuis 1 400 ans.

Carte de l’évolution des températures en surface observée entre 1901 et 2012, dérivée des tendances de températures déterminées par régression linéaire d’un ensemble de données Les tendances ont été calculées uniquement pourdonnées. Les tendances ont été calculées uniquement pour les régions où la disponibilité des données permet une estimation robuste. Les autres régions sont en blanc.

Comparaison des changements climatiques observés et simulés fondée sur des séries

IPCC 2013

chronologiques de trois indicateurs de grande échelle, dans l’atmosphère, la cr osphère et l’océan é ol tioncryosphère et l’océan: évolution des températures de l’air au-dessus des surfaces continentales, étendue,de la banquise arctique et antarctique de septembre et contenu thermique de l’océan (CTO) superficiel par grands(CTO) superficiel par grands bassins.

Les anomalies sont données relativement à 1880-1919 pour les températures de surface, 1960-1980 pour les contenus thermiques des océans et 1979thermiques des océans et 1979-1999 pour la banquise. Toutes les séries chronologiques sont des moyennes décennales,

5

yplacées au centre des décennies.

Variation de la température de surface au cours du siècle dernier aux latitudes moyennes de l’hémisphères nord.

Le réchauffement observé sur le siècle dernier apparaît en partie lié au réchauffement amorcé vers 1700, c’est-à-dire avant les émissions massives de gaz à effet de serredire avant les émissions massives de gaz à effet de serre par les activités anthropogéniques. Ce réchauffement est vraisemblablement lié aux fluctuations naturelles de l’activité solaire.

En explorant les températures passées sur 10 000 ans, on observe de larges oscillations de T, avec occasionnellement des températures supérieures auxoccasionnellement des températures supérieures aux températures actuelles. Ici encore, la variation de l’activité solaire serait responsable de ces oscillations.

Les successions des ères glacières et inter glacières observées sur 150 000 ans sont associées aux fluctuations périodiques de l’orbite et de l’inclinaison de la terre par rapport au soleilterre par rapport au soleil.

En regard des variations passées de T, le réchauffement observé sur le dernier siècle pourrait ne sembler qu’une

6«fluctuation naturelle». Toutefois, les modèles climatiques démontrent que ce réchauffement est bien expliqué par l’augmentation des gaz à effet de serre.

Les différents processus associés aux transferts de chaleurIl existe 3 mécanismes principaux de transfert de chaleur : la conduction, la convection et le rayonnementrayonnement

Ce processus de transfert de chaleur implique un contact physique direct entre des objets • La conduction

p p q p y q jde T différents. Le flux d’énergie (W.m-2) est directement proportionnel au gradient de T :

ddTk−=φ matériaux k (W.m-1.K-1)

La constante de proportionnalité est appelée la conductivité thermique k (W.m-1.K-1). k est fonction du matériaux considéré L’air est un très faible conducteur

AirBoisEau

0,0260,110,61

dx

matériaux considéré. L air est un très faible conducteur thermique. Dans l’atmosphère, le transfert de chaleur par conduction n’est significatif qu’au voisinage immédiat du sol (quelques dizaines de mètres).

AcierCuivre

46401

• La convection

Ce processus représente le transfert de chaleur induit par la mise en circulation d’un fluide. La convection apparaît lorsque lorsqu’un fluide devient moins dense ( è é h ff t) t ’élè L i l ti

7

(après son échauffement) et s’élève. La circulation atmosphérique est largement pilotée par ce processus.

• Le rayonnementCe processus représente le transfert d’énergie par une onde électromagnétique. Tous les objets (de T non nul) émettent un rayonnement électromagnétique Le rayonnement électromagnétique(de T non nul) émettent un rayonnement électromagnétique. Le rayonnement électromagnétique est caractérisé par :

Sa longueur d’onde λ ou, de façon équivalente, sa fréquence ν (λ=c/ν) renseignant le caractère ondulatoire du rayonnement (et les oscillations que le rayonnement induit).

-y ( q y )

L’énergie des photons véhiculés par le rayonnement (E=hν, avec h la constante de Planck) renseignant le caractère « quantifié » de l’énergie (quanta d’énergie).

-

8

On considère une source lumineuse émettant un rayonnement polychromatique. L’intensité du flux radiatif est analysé à l’aide de 2 spectromètres possédant des

Spectre d’émission

L intensité du flux radiatif est analysé à l aide de 2 spectromètres possédant des résolutions différentes.

Δλ (μm) ΔE (W.m-2)λcentre ΔE/Δλ (W.m-2.μm-1)Observation avec le spectromètre 1

120

160

m-2

)

0.3 - 0.50.5 - 0.70.7 - 0.90 9 1 1

724765533340

0.40.60.81 0

145153107

68

80

120

ΔE

(w.m

0.9 - 1.11.1 - 1.3

340217

1.01.2

6843

Observation avec le spectromètre 2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2λ ( )

40

0.3 - 0.40 4 - 0 5

6481

Δλ (μm) ΔE (W.m-2)λcentre ΔE/Δλ (W.m-2.μm-1)Observation avec le spectromètre 2

636811

0.350 45

λ (μm)La distribution spectrale du rayonnement e(λ) est obtenue en normalisant ΔE par Δλ (lorsque Δλ→0)

1000)0.4 - 0.50.5 - 0.60.6 – 0.70.7 – 0.8

81817259

811814715591

0.450.550.650.75 600

800

1000

m-2

μm-1

)

λλ

λ ΔΔ

=→Δ

Ee0

lim)(

0.7 0.80.8 – 0.90.9 – 1.01.0 – 1.1

59483830

591475379301

0.750.850.951.05 200

400

600

ΔE

/Δλ

(w.

91.1 – 1.21.2 – 1.3

2419

241193

1.151.25

00.2 0.4 0.6 0.8 1 1.2 1.4

λ (μm)

Δ

Spectre d’émission - EmittanceUn objet émet un rayonnement présentant un spectre de l d’ d i Il ibl d l fl d )longueur d’onde continu. Il est possible de mesurer le flux de rayonnement émis par un objet (c’est-à-dire l’énergie émise par unité de surface et par unité de temps) à l’aide d’un spectromètre. Soit ΔΦ le flux de rayonnement (W.m-2) émit par ΔΦ

(W.m

-2)

spectromètre. Soit ΔΦ le flux de rayonnement (W.m ) émit par un objet dans l’intervalle de longueur d’onde allant de λ à λ+Δλ. Ce flux représente l’énergie des photons « s’écoulant » perpendiculairement à la surface de l’objet. λ λ+Δλ

Δ

En couvrant le spectre complet de longueurs d’onde, on obtient le spectre d’émission de l’objet. ΔΦ dépend directement de Δλ(Δλ définit la résolution du spectromètre). Il est donc pratique de t ΔΦ/Δλ f ti d λ ( ’ t à di d li l fl m

-2.n

m-1

)

tracer ΔΦ/Δλ en fonction de λ (c’est-à-dire de normaliser le flux sur l’intervalle de longueurs d’onde considérées).

Φ/Δ

λ(W

.m

Le spectromètre idéal serait un spectromètre possédant une é l ti i fi i ( 0) fi d i i l dét il d t ΔΦ

λ (nm)résolution infinie (Δλ → 0) afin de « saisir » le détail du spectre d’émission. Cet idéal définit la fonction de distribution du flux φλ(émittance) :

λφ

λλ ΔΔΦ

=Δ 0lim soit

λφλ d

dΦ=

1 )λλ Δ→Δ 0 λdL’énergie rayonnée (W.m-2) par un corps sur l’intervalle allant de λ1 à λ2 est donc donnée par :

∫=Φ2

21 )(λ

λλ λλφ d W.m

-2.n

m-1

10

∫Φ → 121 )(λλλ λλφ d

L’énergie totale rayonnée ΦT s’obtient en intégrant φ(λ)dλ de 0 à l’infini.

φ λ(W

λ (nm)

Lorsqu’une tige métallique est chauffée, elle émet dans un premier temps un rayonnement rouge, i j i bl i bl bl A t é t bi t l t

Spectre d’émission d’un corps noir

puis orange-jaune, puis blanc, puis bleu-blanc. A température ambiante, les corps ne sont pas suffisamment chaud pour émettre de la lumière visible, ils émettent néanmoins un rayonnement infrarouge. Pour un corps noir, la distribution spectrale du flux radiatif ne dépend que de T.

Spectre d’émission d’un corps noirCompte tenu de la nature quantique du rayonnement, un bj é à l 1 )objet ne peut émettre un rayonnement à une longueur

d’onde donnée que si ce corps absorbe également le rayonnement à la même longueur d’onde. Un corps noir est un objet idéalisé absorbant le rayonnement à toutes W

.m-2

.nm

-1

est un objet idéalisé absorbant le rayonnement à toutes les longueurs d’onde avec une efficacité de 100%. Le flux de rayonnement émis par un corps noir dans une gamme de longueurs d’onde ne dépend que de sa température :

φ λ(W

⎟⎞

⎜⎛ −⎟

⎞⎜⎛

=1exp

25

2

λ

πφλ hchc h: const. de Planck (6,63.10-34 J.s)

k: const. de Boltzmann (1,38.10-23 J.K-1)c: vitesse de la lumière (3 108 m s-1)

Profil caractéristique de l’irradiance d’un corps à diffé t t é t⎟

⎠⎜⎝

−⎟⎠

⎜⎝

1expλ

λkT

c: vitesse de la lumière (3.10 m.s ) différentes températures

Remarque :L’emittance d’un corps noir est maximale à une longueur d’onde λmax ne dépendant que de l’inverse de T:

0=λφλ

dd

TTkhc αλ =×≈

15max α = 2897 μm.K-1 (loi de Wien)

TTk5Un corps chaud émet un rayonnement de longueur d’onde plus courte (donc de fréquence plus élevée). Un corps noir à T=300 K émet un rayonnement centré sur ~10 μm. C’est parce qu’un tel corps n’émet pas de rayonnement visible à T ordinaire qu’on l’a historiquement qualifié de noir.

12

L’énergie totale rayonnée par un corps noir par unité de temps et de surface est donnée par :

∫∞

===Φ0

4432

45

152)( TT

hckdT σπλλφ σ = 5,67.10-8 W.m-2.K-4 (constante de Stefan-Boltzmann)

Le rayonnement solaire

L di t ib ti t l dLa distribution spectrale du rayonnement solaire mesuré à l’extérieur de l’atmosphère terrestre s’accorde avec la distribution spectrale attendue pour un corps à 5800 K. Le rayonnement solaire est ma im m dans lesolaire est maximum dans le visible (λmax=α/Ts=0.5 μm ce qui correspond à la couleur verte). 50% de l’énergie ) gsolaire est émise dans l’infra-rouge (λ>0.7 μm) ; une petite fraction dans l’UV (λ<0.4 mm) L’irradiance solaire estmm). L irradiance solaire est plus faible au niveau de la surface qu’au sommet de l’atmosphère. Ceci résulte de pla réflexion du rayonnement par les nuages et les aérosols, de l’absorption du rayonnement UV par O et

13

rayonnement UV par O3 et O2 et du rayonnement IR par H2O.

Bilan radiatif de la terre et température effectiveAfin de maintenir un climat stable, la terre doit être maintenue dans un état d’équilibre énergétique. L’énergie solaire absorbée par la terre est égale à l’énergie rayonnée par la terre (principalement dans l’IR) Le rayonnement émis(principalement dans l IR). Le rayonnement émis par la terre est appelé le rayonnement tellurique.La terre présente une surface efficace d’absorption de πRT

2 (RT: rayon de la terre) aux rayons solaires de π T ( T ayo de a e e) au ayo s so a esmais émet un rayonnement IR depuis sa surface totale (4πRT

2). L’équilibre énergétique permet de calculer la température effective de la terre.L équilibre énergétique permet de calculer la température effective de la terre.

Le rayonnement solaire extra terrestreOrbite terrestre Le rayonnement émis par le soleil est distribué de façon Orbite terrestre

8

uniforme sur une sphère. La conservation de l’énergie impose que l’énergie rayonnée par le soleil est égale à l’énergie franchissant une sphère centrée sur le soleil.

soleil

d=1,5.108 km Puissance totale Ps rayonnée par le soleil : 424 SSs TRP σπ=Rs=7.105 km

Flux par unité de surface à une distance d du soleil (Ts=5800K):2

42

1370 WTRPF SSS σ

14terre

222 .1370

4−=== mW

dTR

dPF SSS

Sσ

πFs est appelé la constante solaire

Albédo planétaireLe flux Fs est intercepté par la terre sur une surface efficace de πRT

2. En moyenne, l’énergie lumineuse solaire reçue au sommet de l’atmosphère est donc :

Une fraction de ce rayonnement n’est pas absorbé par la terre mais réfléchie vers l’espace par

22

2

W.m34044la terre de totalesurface

einterceptéénergie −==== S

T

TSmoyen

FRRFF

ππ

Une fraction de ce rayonnement n est pas absorbé par la terre mais réfléchie vers l espace par réflexion par les nuages, la couverture neigeuse … Cette fraction (notée a) est appelée l’albédo planétaire. Pour la terre, les satellites indiquent une valeur moyenne de a=0.28. Le rayonnement absorbé Fabs par unité de surface et par unité temps est donc de : ( )1 aFF S −

=4

Fabs =

Température effective de la terreL’énergie solaire absorbée par la terre doit être compensée par l’énergie tellurique émise. En approximant l’émission tellurique à celle d’un corps noir à la température T :approximant l émission tellurique à celle d un corps noir à la température TT :

( ) 4

41

TS TaF σ=

−soit

( ) KaFT ST 255

41 4/1

=⎥⎦⎤

⎢⎣⎡ −

=σ

(TT = -18°C)

énergiesolaire

absorbée

énergietellurique

émiseLa température peut sembler un peu « glaciale » si elle est vue comme la température moyenne àLa température peut sembler un peu « glaciale » si elle est vue comme la température moyenne à la surface terrestre. TT doit cependant être vue comme la température effective du système «Terre+Atmosphère», telle qu’elle serait détectée par un observateur dans l’espace et non comme la température de surface. Le rayonnement perçu par un observateur (extra terrestre) provient non

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p y p ç p ( ) pseulement de la surface terrestre mais également de l’atmosphère (froide). La température moyenne de la surface terrestre est en fait de l’ordre de 15°C. Ce «réchauffement» est dû à la présence de gaz dits à « effet de serre » dans l’atmosphère terrestre (H2O, CO2 …).

Exercice :Vénus est à une distance d=1 1 108 km du soleil son albédo planétaire est de 0 75Vénus est à une distance d 1,1.10 km du soleil, son albédo planétaire est de 0,75. Quelle est la température effective de Venus

Réponse: T=230 KRemarque : La température de surface de Vénus est en fait de 700 K du à un intense effet de serreRemarque : La température de surface de Vénus est en fait de 700 K, du à un intense effet de serre.

Absorption du rayonnement solaire et tellurique par l’atmosphère

Les principaux gaz à effet de serre :

D’après la loi de Wien et en prenant une température moyenne de la terre égale à sa température effective le rayonnement tellurique est maximum pour λ = 2897/255 = 11 μmtempérature effective, le rayonnement tellurique est maximum pour λmax = 2897/255 = 11 μm (c’est-à-dire dans l’IR). Les constituants majoritaires de l’atmosphère (N2, O2, Ar) ne sont pas des gaz à effet de serre car il n’absorbent pas le rayonnement IR. En revanche, de nombreux constituants présents à l’état de trace dans l’atmosphère sont des gaz à effet de serre. Les gaz les plus importants sont ceux présents en quantités suffisamment importantes pour absorber une fraction significative du rayonnement tellurique comme H2O, CO2, CH4, N2O, O3, CFC. Le plus « puissant » des gaz à effet de serre est H2O car il est, d’une part, en quantité abondante et présente d’autre part une forte absorption dans l’IR

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abondante et présente, d autre part, une forte absorption dans l IR.

Efficacité d’absorption (ελ)

L’absorption du rayonnementL absorption du rayonnement solaire dans l’UV est quasi-totale (ε=1). Ce rayonnement est absorbé dans la stratosphère par O2 et O3. Le rayonnement UV de λ<290 nm ne pénètre pas dans la troposphère

L’atmosphère est presque transparente dans le visible (ε

troposphère.

(proche de 0).

L’atmosphère absorbe le rayonnement IR (solaire et tellurique) avec une efficacité proche de 100% (absorption par les gaz à effet de serre) Il existe toutefois une fenêtre entre 8 et 13 μm100% (absorption par les gaz à effet de serre). Il existe toutefois une fenêtre entre 8 et 13 μm où l’absorption atmosphérique est faible. Une fraction de l’énergie rayonnée par la terre est transmise vers l’espace sans être absorbée par l’atmosphère. Cette fenêtre coïncide avec la gamme de longueurs d’onde où l’énergie tellurique rayonnée est maximale.

Remarque : L’impact sur le climat d’un gaz à effet de serre dépend étroitement de son spectre d’absorption. Par exemple, l’injection d’un gaz absorbant à 15 μm n’aura qu’un impact faible, l’atmosphère étant d’ores et déjà opaque à cette longueur d’onde (absorption par CO2) En

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l atmosphère étant d ores et déjà opaque à cette longueur d onde (absorption par CO2). En revanche, si le gaz émis absorbe à 11 μm (c’est-à-dire dans la fenêtre atmosphérique), il modifie sensiblement le bilan radiatif et est ainsi susceptible de perturber significativement le climat.

Modélisation conceptuelle de l’effet de serreOn considère que l’atmosphère peut être Rayonnement solaire Rayonnement tellurique assimilée à une couche isotherme (de température Ta invariante) placée au dessus de la surface (de temp. TT).

4SF

4SFa ×

et atmosphérique

4aTσ

On suppose par ailleurs que l’atmosphère :- est transparente aux rayonnements solaires (une fraction a du rayonnement solaire incident n’est pas absorbée mais réfléchie vers

4

AtmosphèreTa

n est pas absorbée mais réfléchie vers l’espace, cf. albédo planétaire).- est opaque aux rayonnements telluriques (la totalité du rayonnement émis par la terre est

4)1( aFS − 4

aTσ4TTσ

absorbée par l’atmosphère). On suppose enfin que la surface terrestre et l’atmosphère rayonnent une énergie

d t à ll d i

surfaceTT

Le calcul illustre l’origine de l’effet decorrespondant à celle de corps noirs respectivement à TT et Ta.

Bilan d’énergie :Résolution du

Le calcul illustre l origine de l effet de serre : l’atmosphère réchauffe la surface en absorbant le rayonnement IR provenant de la

f t éé tt t l’é iAtmosphère :

Terre :

44 2 aT TT σσ =

44

4)1(

TaS TTaF σσ =+

−

Résolution du système :

Ta = 255 K

surface et en réémettant l’énergie aussi bien vers l’espace que vers la surface. Le calcul n’est toutefois guère réaliste et surestime TT (la

18Terre+atmosphère :4

4

4)1(

aS TaF σ=

− TT = 303 Kguère réaliste et surestime TT (la température moyenne de surface est de 15°C, à comparer à TT = 30°C calculée ci-contre)

Dans le calcul précédent, l’approximation d’une atmosphère absorbant 100% du rayonnement tellurique n’est pas pleinement

Rayonnement solaire

F F

Rayonnement tellurique et atmosphérique

justifiée (cf. fenêtre atmosphérique dans l’IR). Une fraction du rayonnement tellurique franchie l’atmosphère sans être absorbée.Remarque : La loi de Kirchhoff stipule qu’un corps

4SF

4SFa × 4

aTfσ

AtmosphèreT

4)1( TTf σ−

Remarque : La loi de Kirchhoff stipule qu un corps n’absorbant qu’une fraction du rayonnement incident de longueur d’onde λ émet également à λ un rayonnement atténué du même facteur par rapport à celui d’un corps noir (à la température de l’objet). En vertu de cette loi, si 4

)1( aFS − 4aTfσ4

TTσ

AtmosphèreTa

(à la température de l objet). En vertu de cette loi, si l’atmosphère n’absorbe qu’une fraction f de l’énergie IR incidente, elle rayonne une énergie atténuée de f.

surfaceTT

Bilan d’énergie : Pour TT=288 K on trouve f=0 77 Il est ainsi possible de «reproduire» laBilan d énergie :Atmosphère :

T t hè

44 2 aT TfTf σσ =

Pour TT 288 K, on trouve f 0,77. Il est ainsi possible de «reproduire» la température de surface en supposant que la «couche» atmosphérique absorbe 77% du rayonnement tellurique. En fixant TT=288K, on obtient Ta=241 K ce qui n’est pas incohérent avec T observée à une hauteur d’échelle H (≈7 km) L’augmentation des concentrations de gaz à effet de serreTerre+atmosphère:

44 )1(4

)1(Ta

S TfTfaF σσ −+=−

H (≈7 km). L augmentation des concentrations de gaz à effet de serre augmente f, donc TT.Ce modèle peut être grandement amélioré en assimilant l’atmosphère à un milieu absorbant continu, dont l’absorption entre l’altitude z et z+dz dépend de l t ti d è b b t à D l l t f t di tif

Résolution du système :

aT TT 4 2=1

la concentration des espèces absorbantes à z. De plus, le transfert radiatif doit être (1) résolu par bande de longueur d’onde et (2) complété de termes énergétiques représentant le transport vertical des masses d’air. Enfin, l’inhomogénéité spatiale et temporelle des concentrations doit être prise en considération Ce s stème est e trêmement comple e il est résol dans

19( )4

22)1(

⎥⎦

⎤⎢⎣

⎡−−

=f

aFT sT σ

considération. Ce système est extrêmement complexe; il est «résolu» dans les modèles climatiques de circulation générale (GCM). En pratique, les GCM sont les outils utilisés pour évaluer la réponse climatique aux modifications de la composition de l’atmosphère.

Les résultats de simulations du climat font appel à des scenarios (dont certains supposent des actions stratégiques implicites pour aboutir à une atténuation), appelés profils représentatifs d’évolution de concentration (RCP). Ces profils ont été sélectionnés en fonction de divers objectifs ( ) p jconcernant le forçage radiatif en 2100 (environ 2.6, 4.5, 6.0 et 8.5 W m–2). Aucune probabilité n’est associée à ces scenarios, qui devraient être considérés comme plausibles et explicatifs.

IPCC 2013

Série chronologique d’émissions annuelles (PgC an–1). Les lignes en tirets correspondent aux g q ( g ) g pévaluations historiques et aux émissions selon les profils RCP calculées par les modèles intégrés d’évaluation ayant servi a définir les scenarios RCP, tandis que les traits pleins et les panaches indiquent les résultats des modèles du système Terre.

À la fin du XXIe siècle, l’augmentation de T à la surface du globe sera probablement supérieure à 1,5 °C par rapport à l’époque allant de 1850 à 1900, pour tous les RCP sauf RCP2.6. Dans tous les RCP envisagés (sauf RCP2.6), le réchauffement se

Evolutions de la température

g ( )poursuivra après 2100.

Evolutions de la température moyenne annuelle du globe en surface par rapport à la période 1986-2005 pour scénarios RCP (IPCC 2013)(IPCC 2013)

Projections de l’évolution du niveau moyen des mers au cours du XXIe siècle par rapport à la période 1986-2005 (IPCC 2013).

21

Cartes des moyennes multimodèles pour les scénarios RCP2.6 et RCP8.5 sur la période 2081–2100. Le nombre de modèles utilisés pour calculer la moyenne multimodèle figure dans l’angle supérieur droit de chaque figure.

Les changements concernant le cycle mondial de l’eau en réponse au réchauffement au cours du XXIe siècle ne seront pas uniformes. Le contraste des précipitations entre régions humides et régions sèches ainsi qu’entre saisons humides et saisonsqu entre saisons humides et saisons sèches augmentera, bien qu’il puisse exister des exceptions régionales

Il est très probable qu’au cours du XXIe siècle, l’étendue et l’épaisseur de la banquise arctique continueront à diminuer de même que l’étendue dudiminuer, de même que l étendue du manteau neigeux de l’hémisphère Nord au printemps, au fur et à mesure de l’augmentation de T moyen à la surface

22

g ydu globe. À l’échelle mondiale, les glaciers continueront de perdre de leur volume. IPCC 2013

Forçage radiatif (RF)Etape 1 : calcul d’une situation d’équilibre de référence Etape 2 : Evaluation de la perturbation induite par Δmx

Solaire Solaire Terre + atmos. Solaire Solaire Terre + atmos.

inF1outF1

inin FF 21 = FFF outout Δ−= 12

incident réfléchiFs/4 aFs/4 Fs(1-a)/4

incident réfléchiFs/4 aFs/4 Fs(1-a)/4 - ΔF

Atmosphère «de référence» (incluant gaz à effet de serre, nuages, aérosols). Calcul des températures d’équilibres de référence

Atmosphère «de référence» (identique à 1) + Δm de X. Les températures sont maintenues identique à 1surface

Etape 1 : On considère le bilan radiatif calculé avec un modèle pour une situation de référence donnée (par exemple la composition de l’air préindustrielle – 1750) . Toutes les variables influençant le climat sont fixées (composition de l’atmosphère en gaz à effet de serre, …). Le

tisystème est à l’équilibre :Etape 2 : La situation d’équilibre est ensuite perturbée par l’ajout d’une masse Δmx d’un constituant x, tous les autres paramètres étant par ailleurs supposés non modifiés (y compris la température). S ff ’ f ’ (

outin FF 11 =

Si x est un gaz à effet de serre, l’ajout de Δmx diminue le flux sortant de l’atmosphère de ΔF (W.m-

2). ΔF est le RFcausé par l’augmentation de Δmx. Le système n’est plus en équilibre; le RF associé à toute perturbation du système de référence initial est définie comme : outin FFF 22 −=ΔRemarque : Le FR d’un composé peut être évalué sur la base des émissions ce qui fournit un lienRemarque : Le FR d un composé peut être évalué sur la base des émissions, ce qui fournit un lien plus direct avec les activités humaines. Dans ce cas, le FR inclut les contributions de toutes les substances subissant l’influence de cette émission. Le FR anthropique total est identique entre les deux approches quand on considère tous les facteurs.

Forçage radiatif moyen du système climatique en 2011 par rapport à 1750

Radiative forcing estimates in g2011 relative to 1750 and aggregated uncertainties for the main drivers of climate change. Values are global averageValues are global average radiative forcing (RF), partitioned according to the emitted compounds or processes that result in a combination of drivers. The best estimates of the net radiative forcing are shown as blackforcing are shown as black diamonds with corresponding uncertainty intervals; the numerical values are provided on the right of the figure, together with the confidence level in the net forcing (VH – very high H –high M –medium L – lowhigh, H high, M medium, L low, VL – very low).

Albedo forcing due to black carbon on snow and ice is included in the black carbon aerosol bar. Small forcings due to contrails (0.05 W m–2, including contrail induced cirrus), and HFCs, PFCs

IPCC 2013

24

g ( , g ), ,and SF6 (total 0.03 W m–2) are not shown. Concentration-based RFs for gases can be obtained by summing the like-coloured bars. Volcanic forcing is not included as its episodic nature makes is difficult to compare to other forcing mechanism

Pouvoir d’échauffement global (PEG)Le concept forçage radiatif

Potentiel d’échauffement global (PEG) de quelques gaz

Gaz Temps de vie(années)

PEG calculé pour différents horizons20 ans 100 ans 500 ans

p ç gquantifie la variation instantanée du bilan radiatif associée à une perturbation donnée; il ne prend pas en compte le temps de vie du 20 ans 100 ans 500 ans

CO2CH4N2O

10012

120

162

275

123

296

17

156

pas en compte le temps de vie du gaz donc la période de temps durant laquelle ce forçage s’exerce. La notion de pouvoir N2O

CFC-12HCFC-123SF6

1201021.4

3200

27510200

39015100

29610600

12022200

1565200

3632400

pd’échauffement global PEG (Global Warming Potential, GWP) a été proposée pour pouvoir comparer, sur une période de temps donnéesur une période de temps donnée, l’effet climatique d’une émission d’un gaz donné par rapport à un gaz de référence, le CO2. Le PEG

Les CFC, HCFC et SF6 possèdent un PEG élevé car ils absorbent dans la fenêtre atmosphérique. Le PEG des g 2

d’un gaz à effet de serre est défini comme le forçage radiatif, intégré entre le temps t0 et un horizon temporel t donné associé au rejet

p qHCFC est plus faible que celui des CFC car ces derniers possèdent un temps de vie dans l’atmosphère plus élevé. Par unité de masse émise, le CO2 est le moins efficace des gaz à effet de serre (sa concentration danstemporel t donné, associé au rejet

de 1 kg de ce gaz à t0. Cette grandeur est normée à celle obtenue pour CO2:

des gaz à effet de serre (sa concentration dans l’atmosphère est déjà élevée et ses bandes d’absorption quasi saturée). Par exemple, réduire de 1 kg l’émission de SF6 d’une centrale est aussi efficace que la réduction

25

2

∫∫

Δ

Δ= t

t CO

t

t x

dttF

dttFPEG

0 2

0

)(

)(6 q

de 22200 kg de CO2 à un horizon de 100 ans.

Relation entre le forçage radiatif et la température de surfaceIl importe de lier la variation de la température de surface TT au forçage radiatif ΔF. On p p T ç gintroduit un paramètre de sensibilité climatique (noté λ) reliant ces grandeurs : ΔTT=λΔF. La valeur λ est quantifiée par les modèles de circulation générale (GCM). Le modèle radiatif simplifié à 1 couche atmosphérique (cf. précédemment) peut être utilisé pour fixer quelques

d d dordres de grandeur.Avant perturbation (étape 1), le rayonnement émis par le système «terre+atmosphère » vers l’espace est: 444

1 )2/1(4/)1(4/ TsaTsout TfaFTfTfaFF σσσ −+=+−+=1 )()( TsaTs fff

Après perturbation (étape 2), l’efficacité d’absorption de l’atmosphère est modifiée de Δfsuite à l’ajout de Δmx. Le rayonnement émis par le système «terre+atmosphère » vers j x y p y pl’espace est alors: 4

2 )2/)(1(4/ Tsout TffaFF σΔ+−+=

Par définition du forçage radiatif ΔF: 421 2 Toutout TfFFF σΔ

=−=Δ (A)2

Avant perturbation (étape 1), l’équilibre radiatif impose (cf. précédemment) :4

21

4)1(

Ts TfaF σ⎟

⎠⎞

⎜⎝⎛ −=

− (B)

Si la perturbation Δf est maintenue, le système « terre+atmosphère » atteint un nouvel état d’équilibre radiatif, dans lequel la température varie de TT à TT+ΔTT:

24 ⎠⎝

26( )TTTTTs TTTffTTffaF

Δ+⎟⎠⎞

⎜⎝⎛ Δ+

−≈Δ+⎟⎠⎞

⎜⎝⎛ Δ+

−=− 344 4

21)(

21

4)1( σσ (C)

En combinant (B) et (C) : ⎟⎠⎞

⎜⎝⎛ −

Δ=Δ

218 f

fTT TT (D)

⎠⎝ 2

Soit finalement, en combinant (A) et (D) : FTf

TT

T Δ×⎟⎠⎞

⎜⎝⎛ −

=Δ3

214

1

σ

λApplication numérique :

f=0.77 λ = 0 3 K m2 W-1f 0.77TT=288 K

λ = 0,3 K.m2.W 1

Le forçage radiatif induit par l’augmentation des gaz à effet de serre depuis 1750 (ère préindustrielle) est de 2,5 W.m-2 (voir figure précédente). D’après le modèle développé ci-dessus, ce forçage induit un réchauffement de la surface de ΔT=0,3×2,5=0,8 K (à comparer au réchauffement global réellement observé de 0 6 K) Les modèles de climat fournissent desau réchauffement global réellement observé de 0,6 K). Les modèles de climat fournissent des valeurs de λ sensiblement plus élevées (comprises entre 0,5 et 1,1 selon le modèle considéré). Ceci tient à la non prise en compte, dans le modèle simplifié à 1 couche, de retro-actions complexes entre l’élévation de T et les variables participant au système climatique. p p p y qPar exemple, l’augmentation de la température de surface augmente également la teneur en eau de l’atmosphère (augmentation de l’évaporation) donc l’effet de serre. Ce processus (et d’autres) est naturellement pris en compte dans les GCM mais a été ignoré dans le modèle développé ci dessus

27

développé ci-dessus.

Bilan radiatif de la terre

Estimation du bilan radiatif terrestre moyen annuel.

28

y

IPCC 2007

Variation spatiale du bilan radiatif

Rayonnement solaire absorbé à la surface

Rayonnement IR émis

Différence « aborbé – émis »

29http://www.ens-lyon.fr/Planet-Terre/Infosciences/Climats/Dynam-atmos/

Distribution latitudinale de l’énergie solaire absorbée et de l’énergie IR émise. On note (1) un

Absorbed solar energy Emitted infrared energy

surplus d’énergie aux tropiques, où l’énergie solaire absorbée est supérieure à l’énergie émise; (2) un déficit aux pôles, où l’énergie rayonnée est supérieure à l’énergie solaire absorbée. Cette distribution de l’énergie disponible est un trait permanent du système climatique terrestre. Ce gradient semble indiquer que les tropiques doivent devenir de plus en plus chauds les pôles de

30

gradient semble indiquer que les tropiques doivent devenir de plus en plus chauds, les pôles de plus en plus froids. En réalité, ce gradient latitudinal d’énergie induit des différences de densité qui forcent l’atmosphère à circuler, emportant l’air chaud vers les pôles et l’air froid vers l’équateur (cf. le chapitre sur la circulation générale).